冬半年欧亚大陆多被高气压控制，造成东亚地区强劲的北风分量，即东亚冬季风。东亚冬季风在30°N以北地区为西北风，在30°N以南地区为东北风^[1]。东亚冬季风系统是北半球冬季最活跃的环流系统，其控制面积大、影响时间长。它的运动与发展可以引起全球范围的大气环流变化^[2]。东亚冬季风起源于中高纬度地区，具有建立过程迅速、向南推进速度快以及风力强等特点。1950—1965年和1970—1985年东亚冬季风偏强，1965—1975年和1985—1990年冬季风偏弱。1948—2008年东亚冬季风呈减弱趋势^[3]，1985年后开始冬季风偏弱^[3-4]。

许多研究对东亚冬季风的变化原因进行了探讨，如厄尔尼诺、北极涛动、西伯利亚高压和温室效应等因素。近年来，人类造成大气中气溶胶浓度逐渐增加。张小曳等^[5]观测分析显示中国东部地区气溶胶浓度呈增加趋势，浓度仅次于南亚地区城市。2013年IPCC报告指出气溶胶作为人为影响气候的因子，其作用仅次于温室气体。气溶胶通过直接气候效应和间接气候效应影响大气^[6]。气溶胶所引起的气候效应以及健康问题越来越受到人们关注^[7-8]。

Liu等^[9]使用公共大气模式(CAM3.0)模拟了中国地区气溶胶的气候效应，发现黑碳和硫酸盐气溶胶的直接效应均可减弱东亚冬季风，且这两种气溶胶对温度和降水的共同作用远大于黑碳和硫酸盐气溶胶单独的影响，它使冬季风强度指数(20°~40°N，100°~140°E)降低5.135%。邓洁淳等^[10]利用公共大气模式(CAM5.1，它包括气溶胶的直接和间接气候效应，也包括黑碳气溶胶作用于冰雪反照率的结果)研究我国东部地区气溶胶对东亚地区冬季风的影响，发现冬季我国东部地区气溶胶降低近地面层温度，对流层中高层明显增温，我国东部沿海地区地面气压普遍下降，造成东亚冬季风低层偏北风分量减弱；阻止中层东亚长波槽南伸，不利于中高纬度强冷空气向南爆发，且削弱高层西风急流的强度。蒋益荃^[11]为了探究气溶胶增加对东亚气候的作用，同样使用了公共大气模式(CAM5)，结果表明气溶胶的增加会减弱东亚冬季风，同时使中国南方降水减少，黑碳气溶胶对青藏高原积雪反照率影响起主要作用。吴国雄等^[12]认为，气溶胶减弱东亚冬季风，同时弱的冬季风不利于气溶胶向外输送，二者关系密切。Li等^[13]从20世纪70年代初至21世纪初期冬季雾霾的长期观测资料中得出，东亚季风的年际变化会对中国中东部雾霾天气产生严重影响，弱的东亚季风会导致更多的雾霾天气。黄伟等^[14]采用区域气候模式(RegCM4.0)模拟东亚气溶胶对东亚冬季风的影响，结果显示：气溶胶引起陆地降温，使海陆温差和气压差加大，东亚冬季风加强。不同研究显示气溶胶对东亚冬季风影响不同，全球模式结果表明气溶胶增加减弱了东亚冬季风，而区域模式结果刚好相反，东亚冬季风加强。

虽然全球模式和区域模式的结果不同，但都是从温度变化和气压变化来解释，没有分析具体的变化机理。冬季风主要受寒潮影响，王为德等^[15]及仇永炎等^[16]研究了寒潮中期的能量学特征。Ding等^[17]用合成法计算了西伯利亚高压的热量收支分析西伯利亚高压演变机制。因为太阳辐射季节变化、海陆差异和青藏高原等因素是东亚季风形成的根本原因。这些因素的作用将反映在大气热源特性上，通过热源影响季风，因此，从能量和大气热源的变化探讨气溶胶对季风的影响可以更直接地揭示季风变化机理。郭增元等^[18]利用马岚等^[19]分析亚洲夏季风的方法，探讨了气溶胶对亚洲夏季风影响的机理，结果表明：气溶胶增加造成大气热源减弱，全位能向辐散风转化减小，辐散风向无辐散风转换减少，无辐散风减弱，最终导致夏季风减弱。故尝试借鉴该方法从能量变化角度探讨气溶胶对冬季风的影响。

本文采用公用地球系统模式(The Community Earth System Model, CESM1.0.3))的大气分量模式CAM5，气溶胶模块选用三模态模块(MAM3)，根据气溶胶的粒径大小将气溶胶分为爱根模态、积聚模态和粗模态，3种模态采用正态分布描述气溶胶的分布特征，气溶胶成分包括硫酸盐、黑碳、有机碳、沙尘和海盐，可在线计算气溶胶的化学过程和光学特性，不同模态间假设为外混合，同一模态为内混合^[20]。模式也包含了气溶胶的直接和间接气候效应。

采用1.9°×2.5°的水平分辨率，垂直30层，有限体积动力核。选取气候态月平均海温海冰数据，模式从1991—2010年运行20年，取2000年12月—2010年2月结果表示2001—2010年冬季。其他条件不变，试验A采用2000年的气溶胶排放源，试验B采用1850年的气溶胶排放源，两试验的差值代表气溶胶所造成的影响。

图 1a和图 1b分别为试验A和试验B模拟的2001—2010年冬季地表黑碳气溶胶的平均浓度分布，图 1c和图 1d为试验A和试验B模拟的地表气溶胶的平均浓度分布。对比两试验结果可知，在2000年排放源情境下的中国东部、东南亚、日本地区、非洲中部及欧洲西部等地气溶胶浓度显著增加。该结果与邓洁淳等^[10]和蒋益荃^[11]的结果一致。

图1

图1 2001—2010年冬季平均地表黑碳、硫酸盐浓度 (a)试验A黑碳(单位:10-10 kg·kg-1), (b)试验B黑碳(单位:10-10 kg·kg-1), (c)试验A硫酸盐(单位:10-9 kg·kg-1), (d)试验B硫酸盐(单位:10-9 kg·kg-1) Fig.1 The surface concentration of black carbon and sulfate in winter average from 2001 to 2010 (a)black carbon from experiment A(unit:10-10 kg·kg-1), (b)black carbon from experiment B(unit:10-10 kg·kg-1), (c)sulfate from experiment A(unit:10-9 kg·kg-1), (d)sulfate from experiment B(unit:10-9 kg·kg-1)

计算大气热源采用NCEP/NCAR逐日再分析资料，包括地面气压(单位：hPa)、对流层温度T(单位：℃)、纬向风u (单位：m·s^-1)、垂直速度ω(单位：Pa·s^-1)、经向风v(单位：m·s^-1)，水平分辨率均为2.5°×2.5°。再分析资料大气热源计算采用倒算法^[21]，试验A和试验B大气热源计算采用正算法^[18]。

根据亥姆霍兹速度分解定理，水平风场可以分解为无辐散风(v_ψ)和辐散风(v_χ)。其中，ψ表示流函数，χ表示速度势，用这两个速度分量表示的动能方程经过区域平均后可写为式(2)和式(3)^[22]。其中，k为动能，k_ψ和k_χ分别表示单位质量空气的无辐散风动能和辐散风动能，B_ψ和B_χ表示边界通量，F_ψ和F_χ表示耗散作用。

(1)

(2)

(3)

由式(2)可知，对于闭合系统(B_ψ=B_χ=0)，在没有耗散的情况下(F_χ=F_ψ=0)，无辐散风的动能只能通过其与辐散风动能的转换起变化，因为式(2)右边除B_ψ和F_ψ以外的4项均出现在式(3)中且符号相反。由式(3)可知，对闭合系统和无耗散的情况，如果辐散风动能要转换为无辐散风动能，则只有-χ▽²φ项可给辐散风动能提供能量。

从区域平均的全位能方程可以看到，χ▽²φ是全位能与辐散风动能之间的转换项，式(4)中，P+I表示内能与位能之和，称为全位能，B_P+I，G_P+I和D_P+I分别表示全位能的边界通量、全位能产生项和耗散项^[23]。

(4)

对于闭合系统，

(5)

因此，上升运动时，χ▽²φ＜0，式(5)说明，对于这种情况全位能向辐散风动能转换，再由式(4)，对闭合系统这一转换必须由全位能产生项G_P+I补偿，G_P+I的定义是不均匀加热与温度场的协方差，即暖区加热和冷区冷却产生全位能，反之消耗全位能^[23]。当产生不均匀加热时，破坏了风压场的平衡，产生全位能并转化成辐散风动能，为了使风压场恢复平衡，辐散风通过转换项转换为无辐散风，使季风得以维持^[1]。

图 2a是再分析资料的大气热源分布，大气热源中心分布在西太平洋北部、帕米尔高原以及菲律宾以东的热带太平洋；其余大部分区域为热汇，在50°~70°N有一条西南—东北走向的热汇高值带。该结果与陈玉英等^[24]的结果一致。试验A结果(图 2b)显示，大气热源主要位于西北太平洋和菲律宾以东洋面，热源值略大于再分析资料结果；试验A未再现帕米尔高原热源。热汇主要分布在我国的青藏高原、西北、东北、华北和西南地区，但试验A未再现其热汇中心的分布特点；中南半岛、印度半岛和西太平洋10°~30°N为热汇，这与再分析资料一致。试验A模拟结果基本上反映再分析资料结果的主要特征，但在一些区域存在较大差异；热源和热汇中心的位置也有一定偏离；热源和热汇的数值有一定偏差，其中试验A的热源数值偏大，热汇则偏小。东亚冬季风是比较浅薄的系统，在850 hPa中国南方冬季风的特征消失^[1]。

图2

图2 2001—2010年冬季不同要素分布 (a)再分析资料的大气热源(填色)，(b)试验A的大气热源(填色)，(c)再分析资料的降水率(填色)和925 hPa风场(矢量)，(d)试验A的降水率(填色)和925 hPa风场(矢量)，(e)再分析资料的925 hPa温度(填色), (f)试验A的925 hPa温度(填色) Fig.2 Distributions of different elements in winter from 2001 to 2010 (a)atmospheric heat source by reanalysis data(the shaded), (b)atmospheric heat source by experiment A(the shaded), (c)precipitation(the shaded) and 925 hPa wind field(the vector) by reanalysis data, (d)precipitation(the shaded) and 925 hPa wind field(the vector) by experiment A, (e)925 hPa temperature by reanalysis data(the shaded), (f)925 hPa temperature by experiment A(the shaded)

图 2c为925 hPa风场和降水，使用NCEP再分析资料，降水高值区分布在西太平洋30°~40°N、菲律宾以东的热带太平洋、帕米尔高原等地区。图 2d是试验A模拟结果，与再分析资料相比，模拟结果较好地再现了风场和降水的分布，试验A降水高值区同样也分布在上述地区，但模拟结果数值略大。试验A和再分析资料的风场分布基本一致，试验A的风速略大于再分析资料的风速。在蒙古东部风场的偏差由插值造成, 一些情况下这一地区925 hPa高度低于地形高度。

图 2e和图 2f是925 hPa再分析资料和试验A模拟的温度场，可以看到两者分布大体一致，均表现为由北向南温度递增；相比于大陆，海洋温度高且更暖；菲律宾群岛附近以及热带太平洋是温度的高值地区，在西伯利亚为温度的低值区。但在热带海洋，试验A结果偏低；其他地区温度分布较为平均，试验A结果偏差较小。

通过再分析资料与试验A结果的对比可以看到，除了部分地区存在一定的数值大小偏差，试验A较好再现了东亚区域气象要素场和大气热源的主要分布特征。由此，可以更深入地探讨气溶胶对东亚季风影响的机理。

图 3a为试验A减去试验B的925 hPa风场的差值，即气溶胶对风场的影响，可以看到，中国东部地区冬季风减弱，特别是我国东北地区、朝鲜半岛和日本列岛冬季风减弱最显著。这与邓洁淳等^[8]、蒋益荃^[9]和吴国雄等^[10]的结果一致。同时，在西太平洋风矢量差形成一个反气旋北太平洋的东风也减弱；在陆地高纬度大部分地区西风减弱。图 3b为试验A减去试验B降水量的差值，气溶胶增加使我国东南部、华北地区、云贵高原和中南半岛等地的降水量减少，其中长江中下游和中南半岛的减少较为显著。同时，菲律宾群岛北部附近，日本南部附近和太平洋北部降水量增加；50°N以北的大部分陆地降水略有增加。图 3c为气溶胶对无辐散风的影响，通过与风场变化相比可知，无辐散风的变化与风场的变化基本一致，说明风场变化主要来自无辐散风。图 3d是气溶胶对地表温度的影响，可以看到，亚洲大陆大部分地区为降温，主要分布在我国的东南部地区、印度半岛、中南半岛和西伯利亚地区，大小约为1.2 K；我国的青藏高原、华北地区和东北地区南部，以及哈萨克斯坦和西伯利亚升温，极值超过2 K。

图3

图3 2001—2010年冬季试验A与试验B基本要素差值 (打点部分表示达到0.005显著性水平)(a)925 hPa风场(矢量)，(b)降水率(填色)，(c)925 hPa无辐散风(矢量)，(d)地表温度(填色) Fig.3 Results of experiment A minus experiment B in winter from 2001 to 2010 (dots denote passing the test of 0.005 level)(a)925 hPa wind field(the vector), (b)precipitation(the shaded), (c)925 hPa rotational wind(the vector), (d)surface temperature(the shaded)

上述试验结果表明，气溶胶增加将造成东亚冬季风减弱。由式(4)可知，全位能产生项(G_P+I)由不均匀加热与温度的协方差决定，说明暖区加热或冷区冷却使位能增加，反之位能减少。不均匀加热不仅影响全位能变化，还影响全位能向辐散风动能的转换。图 4是大气热源差值，在我国华北以南的东部地区、中南半岛、热带海洋和西太平洋的大部分地区为负值区；说明气溶胶的增加使得这些地区的热源减小，或热汇加强，极值大小超过-20 W·m^-2。在我国东北地区、50°N以北的陆地、西太平洋北部、菲律宾群岛附近和青藏高原西部与南部为正值区；即气溶胶使这些地方热源增加，或热汇减弱，极值大小超过20 W·m^-2。与图 2d对比可以发现热源的差值分布与降水变化分布对应较好。气溶胶增加使50°N以北陆地热汇减弱，由于该地区是温度的低值区(图 2f)，所以热汇减弱造成这个地区位能产生减少。我国东南部地区和中南半岛热汇加强和热源减弱，由于该地区是温度高值区，因此，其全位能消耗增加，全位能的产生减弱。由于热源在北太平洋，热汇在西太平洋南部(图 2b)，西太平洋是位能的消耗区。在海洋上热源和热汇的变化比较复杂，气溶胶增加使40°N以北的大部分太平洋区域热源加强，使位能消耗进一步加大。25°N以南大部分太平洋地区热汇减弱，位能消耗减弱。在南海和菲律宾中北部及其附近海域热源加强，位能产生项加强。

图4

图4 2001—2010年冬季试验A与试验B大气热源差值 (打点部分表示达到0.005显著性水平) Fig.4 The atmospheric heat source difference(the shaded) between experiment A and experiment B in winter from 2001 to 2010 (dots denote passing the test of 0.005 level)

图 4为试验A与试验B大气热源差值，大气热源由4部分组成，分别为短波辐射加热率、长波辐射加热率、凝结潜热加热率和感热通量。为了细致了解气溶胶导致大气热源的变化，分别计算上述4项差值(图 5)，其中，凝结潜热的变化最大，与图 4基本一致，数值相当，在我国长江以南为极小值，约为-20 W·m^-2; 菲律宾岛为极大值，约为25 W·m^-2。这些说明凝结潜热的变化是热源变化主要原因。同时，热源变化与降水变化(图 3b)的分布相似也进一步印证这一点。其次，大气短波辐射、长波辐射和地表感热通量的变化在我国东南部地区热源变化中也有不可忽视的影响，其极值超过10 W·m^-2，显示出气溶胶对大气能量平衡过程影响的复杂性。图 5中打点部分表示达到0.005显著性水平，长波辐射加热率几乎未达到，凝结潜热加热率最为显著，与图 4打点区域接近。凝结潜热变化中包括对流过程和大尺度过程两部分的作用，图 6分别是气溶胶对对流过程产生的凝结潜热和大尺度过程产生的凝结潜热的影响。由图 6可以看到，大尺度过程的变化大于对流过程的变化。大尺度过程产生的凝结潜热的变化形势基本与凝结潜热的变化(图 5c)一致。陆地上大尺度过程的影响远大于对流过程的影响，我国东南部地区大尺度过程产生的凝结潜热减少；而在青藏高原南部、哈萨克斯坦和60°N附近的陆地大尺度过程产生的凝结潜热增加。在菲律宾群岛北部直到日本列岛和西太平洋北部大尺度过程产生的凝结潜热增加，最大值大于16 W·m^-2。对流过程的变化主要发生在热带海洋、菲律宾群岛附近和西太平洋南部。在40°N以南的西太平洋上，对流过程变化与大尺度过程相当。结果表明：气溶胶对凝结潜热的作用主要通过大尺度过程影响大气热源，而对流过程的影响是次要的，在部分地区对流过程的作用超过大尺度过程。

图5

图5 2001—2010年冬季试验A与试验B大气热源计算分量差值(打点部分表示达到0.005显著性水平) (a)长波辐射加热率, (b)短波辐射加热率, (c)凝结潜热加热率, (d)地表感热通量输送 Fig.5 Component differences of atmospheric heat source between experiment A and experiment B in winter from 2001 to 2010(dots denote passing the test of 0.005 level) (a)long wave heating rate, (b)short wave heating rate, (c)condensation latent heating rate, (d)surface sensible heating rate

图6

图6 2001—2010年冬季试验A与试验B凝结潜热加热率差值(打点部分表示达到0.005显著性水平) (a)对流过程, (b)大尺度过程 Fig.6 Differences of condensation latent heating rate between experiment A and experiment B in winter from 2001 to 2010(dots denote passing the test of 0.005 level) (a)convective process, (b)large-scale process

根据式(5)，在上升运动时，χ▽²φ＜0，RωT/P的大小决定全位能向辐散风动能转换(χ▽²φ)的大小(图 7a)。由图 7a可见，在50°N以北的大部分地区全位能向辐散风的转换项为负值，如西伯利亚和乌拉尔山以东以及南海和菲律宾以东也为负值。在中国东南部及其近海和中南半岛等为正值，我国东北地区、朝鲜半岛、日本列岛和库页岛地区总体为正值。西太平洋上35°N以北大部分为负值，35°N以南大部分为正值。而全位能向辐散风动能转换在图 7a中显示为负值区域，辐散风动能向全位能转换则显示为正值区。图 7b是气溶胶对全位能向辐散风转换项的影响。由图 7b可知，在我国东部大部分地区全位能向辐散风转换项的变化为正值，表示辐散风向全位能的转化加强(或者全位能向辐散风转换的减弱)。在东北亚地区(35°~55°N，115°~150°E，包括我国东北地区、朝鲜半岛、日本列岛和库页岛)，气溶胶造成该地区辐散风向全位能转化项的变化正负相间，统计显示该区域正值略大，说明地区辐散风向全位能的转化有所增加。中南半岛、菲律宾群岛南部和南海全位能向辐散风动能转换项的差值为正值，说明在这些地区出现了不同程度的辐散风动能向全位能转换的增强，或全位能向辐散风动能转换的减弱。全位能向辐散风动能转换项减弱的区域(或者辐散风动能向全位能转换增强的区域)与全位能产生(或消耗)的变化有较好对应，如我国东南部地区，大气热源减弱(热汇增强)，全位能的产生减弱(消耗加强)，对应辐散风动能向全位能转换增强；我国东北地区、朝鲜半岛、日本列岛和库页岛地区，热汇减弱(热源加强)，全位能的产生减弱(消耗加强)，对应着辐散风动能向全位能转换略有增强。即气溶胶使这些地区全位能的产生减弱，并造成辐散风动能向全位能转换增加，或全位能向辐散风动能转换减少。

图7

图7 2001—2010年冬季925 hPa全位能向辐散风转换项(打点部分表示达到0.005显著性水平) (a)试验A, (b)试验A与试验B差值 Fig.7 The total potential energy conversion to divergent wind at 925 hPa in winter from 2001 to 2010 (dots denote passing the test of 0.005 level) (a)experiment A, (b)experiment A minus experiment B

由式(2)和式(3)可知，辐散风和无辐散风之间转换项位于方程右侧第2到第5项，试验A转换项分布见图 8a，正值代表辐散风向无辐散风转换。由图 8a可知，在蒙古国以北的大部分区域辐散风向无辐散风转换项为正值；在我国东部、朝鲜半岛、日本列岛、中南半岛、南海和菲律宾及其附近为正值，显示辐散风向无辐散风的转换。而在印度半岛和太平洋中部大部分区域为负值，显示无辐散风向辐散风的转换。图 8b是气溶胶对辐散风向无辐散风转换项的影响。在我国东部、朝鲜半岛和日本列岛，以及60°N以北大部分区域辐散风向无辐散风转换向的变化为负值，即辐散风向无辐散风的转换减弱，无辐散风减小，冬季风减弱。西伯利亚为正值区，与图 8a比对可知，西伯利亚区域辐散风向无辐散风的转换加强。

图8

图8 2001—2010年冬季925 hPa辐散风向无辐散风的转换项(打点部分表示达到0.005显著性水平) (a)试验A(单位: 10-5 m2·s-3), (b)试验A与试验B差值(单位:10-5 m2·s-3) Fig.8 The interaction between divergent wind and rotational wind at 925 hPa in winter from 2001 to 2010(dots denote passing the test of 0.005 level) (a)experiment A(unit:10-5 m2·s-3), (b)experiment A minus experiment B(unit:10-5 m2·s-3)

结合本文试验，可得到以下主要结论：

1) 气溶胶增加使我国东部地区、朝鲜半岛和日本列岛冬季风减弱；25°~30°N太平洋上西风减弱，60°N北太平洋东风减弱。同时，我国东南部降水受气溶胶增加的影响，降水量减少，菲律宾北部、日本和太平洋北部降水增加。我国东南部地区温度降低。

2) 气溶胶增加改变了大气热源分布，造成部分地区热源减弱或热汇加强。暖区加热和冷区冷却将产生全位能，反之将消耗全位能。造成我国东南部地区热源减弱，热汇加强；我国东北地区热汇减弱，日本列岛热源加强；气溶胶增加导致这些地区位能产生减小，消耗增加。

3) 大气热源变化主要由凝结潜热变化造成，其中大尺度过程产生的凝结潜热变化起主要作用。

4) 大气热源变化改变了季风区的热力结构，并改变了位能和动能以及它们之间转换。在我国东南部和东北亚地区辐散风动能向全位能的转换增加，造成辐散风减弱。同时，区域辐散风向无辐散风的转换减弱，导致无辐散风减弱，最终造成东亚季风减弱。

气溶胶通过直接和间接气候效应，影响热力平衡和降水，改变大气热源分布和热力结构，导致全位能和动能以及它们之间转化发生变化与调整，最终造成东亚冬季风减弱。影响冬季风的因素很多，如厄尔尼诺、北极涛动和温室效应等。有研究表明：近年来东亚冬季风减弱是北极涛动变化和温室效应造成的^[3]，但气溶胶也是影响东亚冬季风的重要因子，不可忽视。

大气热源变化主要来自凝结潜热的变化，凝结潜热变化主要来自降水，降水变化很大程度上受环流等动力过程影响，而热源变化反过来影响环流等动力过程，因此，两者之间存在相互作用。当气溶胶增加，通过直接和间接气候效应先影响大气系统的热力过程，而动力过程等也随之改变，最终大气系统从旧状态转到一个新状态。在这个转变过程中，热源和季风环流动力过程相互影响和调整，最终达到新状态。目前，仅了解气溶胶影响热力过程，但热源和季风环流相互作用及调整过程并不清楚。这有待进一步研究。此外，在研究中未考虑海温对气溶胶影响的响应，结果存在一定偏差。